Рельеф суши и его влияние на формирование климата.

Влияние рельефа на климат велико и чрезвычайно разнообразно. Оно имеет две характерные черты: 1) под влиянием особенностей рельефа создаются специфические черты климата внутри горных стран; 2) горные системы, нарушая процессы адвекции воздушных масс и атмосферной циркуляции, оказывают существенное влияние на климат и погоду прилегающих районов. Это в значительной степени зависит от формы и композиционной структуры отдельных долин и хребтов внутри гор, а также от положения (меридиональное или широтное) и масштаба горной системы в целом. М. А. Петросянц подразделяет орографические влияния на атмосферные процессы на три класса: 1) крупномасштабные влияния орографии на формирование общего климатического распределения воздушных течений и планетарных систем циркуляции; 2) влияние орографии на мезомасштабные процессы, т. е. на возникновение, развитие, движение циклонов и антициклонов, обострение и размывание атмосферных фронтов вблизи гор (так называемый орографический циклогенез и фронтогенез); 3) локальные орографические влияния, обусловливающие появление разнообразных особенностей в ходе метеорологических величин, связанных с конкретными формами рельефа небольшой протяженности (долина, склон, перевал и др.). Вследствие этих влияний в горных районах создается большая неравномерность в пространственном распределении облачности, ветра, особенно осадков и опасных явлений погоды. Масштабы воздействия рельефа на атмосферные погодообразующие процессы различны. По горизонтали влияние гор в зависимости от их высоты и протяженности может проявляться на расстоянии до 500 км и более. По вертикали влияние крупных горных систем (Кавказ, Памир, Гималаи и др.) на воздушные потоки и термический режим тропосферы может распространяться до высоты 10-12 км. В горах основными климатообразующими факторами, кроме географической широты и атмосферной циркуляции, являются следующие особенности рельефа: высота места над уровнем моря, форма (тип) рельефа, экспозиция и крутизна склонов. Хотя абсолютная высота является основным из них, однако разнообразное влияние форм рельефа, экспозиции склонов и степени защищенности места оказывается иногда столь значительным, что полностью нивелируют ее роль. Вследствие различного влияния указанных факторов рельефа на атмосферные и радиационные процессы формируется особый тип климата, называемый горным климатом. Горный рельеф существенно нарушает процессы прихода-расхода солнечной радиации. Эффекты подветренности и наветренности имеют при этом меньшее значение, чем высота места, крутизна и экспозиция склонов. Поскольку с высотой плотность и влагосодержание воздуха уменьшаются, а прозрачность возрастает, то в горах формируется совсем иной, чем на равнинах, радиационный баланс. При ясном небе и изменении высоты с 500 до 4200 м суточные суммы прямой солнечной радиации, приходящейся на горизонтальную поверхность, могут увеличиваться в среднем на 40 %. Большое влияние на суточные суммы прямой радиации оказывает закрытость горизонта - с ее ростом изменяется продолжительность солнечного сияния и существенно увеличиваются потери в приходе прямой радиации. В некоторых формах рельефа (горные котловины и долины широтной ориентации) ее приход зимой и даже в переходные сезоны может уменьшаться до нуля. Инсоляция и излучение в горах в большей степени зависят от экспозиции и крутизны склонов.

Разности в получаемых суммах тепла на склонах различной экспозиции и крутизны очень существенны. Так, северные склоны небольшой крутизны получают радиации на 10-15 % меньше, чем горизонтальная поверхность. Даже летом на крутые северные склоны (более 30°) приходится на 15-20 % солнечной радиации меньше, чем на горизонтальную поверхность, а зимой они почти не облучаются. Пологие южные склоны (менее 10°) получают несколько больше тепла, чем горизонтальная поверхность. Интенсивнее облучаются крутые склоны (более 30°), ориентированные на юго-запад или юго-восток. Зимой, даже при сравнительно низком положении солнца, на таких склонах приход суммарной радиации в 2 раза больше, чем на горизонтальную поверхность. Различия в суточных суммах радиации между северными и южными склонами колеблются от 5 до 12 % в зависимости от их крутизны. Самыми неблагоприятными условиями освещенности в горах отличаются вогнутые формы рельефа, где в отдельных глубоких долинах и ущельях вследствие затененности приход солнечной радиации резко ослаблен (на 25-30 %), особенно зимой. В узких долинах приток радиации зимой может полностью отсутствовать. Под влиянием облачности в горах происходит существенное изменение в соотношении прямой и рассеяной радиации - роль первой резко уменьшается, а второй возрастает в 5-6 раз по сравнению с ясным небом. Возможные величины суммарной коротковолновой радиации увеличиваются с высотой места почти во всех горных странах. Например, суточные значения суммарной радиации при подъеме от 500 до 4000 м возрастают в среднем за год на 25-30 %. В горах с высотой места эффективное излучение быстро возрастает (вследствие обеднения атмосферы водяным паром и уменьшения ее противоизлучения) и в зоне снеговой линии достигает максимума. Расход тепла путем излучения происходит в горах непрерывно в течение суток. В итоге он превышает приход тепла в виде суммарной солнечной радиации и тем больше, чем выше находится данный пункт. Поэтому радиационный баланс, как правило, постепенно уменьшается с высотой. Распределение радиационного баланса в годовом ходе (Памир и др. районы) имеет ярко выраженный сезонный характер с максимумом в июле и минимумом в декабре - январе. Летом при ясной погоде и отсутствии устойчивого снежного покрова может наблюдаться некоторое увеличение радиационного баланса с высотой. Зимой он постепенно уменьшается и там, где подстилающая поверхность представлена льдом и снегом, принимает отрицательные значения.

Влияние рельефа на температуру, осадки, снежный покров и другие метеорологические величины.

Распределение температуры воздуха и почвы в горах исключительно пестро. Оно зависит от многих факторов: высоты места, формы рельефа, крутизны и экспозиции склонов, вида подстилающей поверхности (растительность, близость скал, снежников и ледников), а также от влияния, которое горная страна в целом оказывает на циркуляционные процессы в атмосфере. Для климатических расчетов (приведение температуры к уровню моря и др.) часто используется средний градиент вертикального распределения температуры, равный примерно 0,5 °С/100 м, который определен по многочисленным наблюдениям в различных горных районах. Однако в зависимости сезона года и формы рельефа фактические вертикальные градиенты температуры могут значительно отличаться от этой средней величины. Степень убывания температуры воздуха с высотой различна в зависимости от экспозиции склона и ориентировки его по отношению к преобладающим ветрам. На влажных наветренных склонах градиенты температуры меньше (не более 0,6 °С/100), чем на сухих подветренных, где они обычно достигают 1 °С/100 м. Вертикальные градиенты температуры на станциях, расположенных в различных формах рельефа, резко изменяются в течение суток и в годовом ходе - от инверсионного распределения в ночные часы и зимой до очень больших величин, часто превышающих в дневные часы и летом сухоадиабатические. Как впервые было показано А. И. Воейковым, выпуклые формы рельефа уменьшают, а вогнутые - увеличивают в несколько раз годовую и суточную амплитуды колебаний температуры воздуха. Своеобразным распределением температуры воздуха отличаются горные котловины и широкие долины среди гор. Годовая амплитуда температуры в этих формах рельефа не зависит от высоты, а всецело определяется глубиной и степенью замкнутости котловин и долин. Особый режим температуры воздуха создается в горных котловинах, где расположены крупные и глубокие водоемы. На открытых склонах и перевалах в связи с развитием интенсивных инверсий температура воздуха в зимние месяцы значительно выше, чем в долинах и котловинах, где происходит очень сильное выхолаживание. Летом на склонах (под влиянием более интенсивного перемешивания воздуха) температура ниже, чем в котловинах и долинах. Большое значение имеет также экспозиция склонов. Естественно, наиболее теплыми являются южные склоны, самыми низкими температурами отличаются склоны, обращенные на север, а восточные - холоднее западных. В узких каньонообразных долинах и ущельях большой разницы между температурами различных склонов нет. В тропических и субтропических широтах горы, как и низменности, отличаются малым годовым ходом метеорологических величин, и особенно - температуры воздуха. В тропическом горном климате годовой ход температуры сглажен. Здесь более четко выделяются периоды дождей и засухи, а суточные колебания температуры воздуха имеют большее значение, чем годовые экстремумы. Суточная амплитуда температуры на высокогорных станциях может намного превышать годовую, и это является одним из основных отличительных свойств климата тропиков. Годовые максимумы и минимумы температуры воздуха в горах запаздывают, поэтому весна в зоне выше 1500 м холоднее осени. Так на Кавказе в ряде пунктов, начиная с высоты 800 м, самым теплым месяцем является август, а наименьшие температуры наблюдаются в начале февраля. Горы заметно влияют на степень увлажнения расположенного над ними воздуха, усиливают процессы испарения, переноса водяного пара и его конденсации. Поэтому режим влажности в горах отличается существенными особенностями. С увеличением высоты абсолютная влажность обычно уменьшается, т.к. с высотой понижается температура воздуха. Уменьшение влагосодержания происходит медленнее, чем в свободной атмосфере, где на его изменении, кроме понижения температуры, сказывается удаление от подстилающей поверхности, с которой происходит испарение. На склонах гор влагосодержание воздуха всегда выше, чем на том же уровне в свободной атмосфере (разница составляет в среднем около 10 %). Относительная влажность изменяется с высотой мало, но на уровне облаков может достигать больших значений. Распределение облачности в горах весьма разнообразно. На изменение ее количества большое влияние оказывают высота местности над уровнем моря, форма рельефа, экспозиция склонов и долин по отношению к преобладающим ветрам. В крупных масштабах решающим является ориентация горного хребта относительно влагонесущих ветров. Наличие в горах ледников, вечных снегов, большого числа рек, а также слабый по сравнению с открытыми равнинами горизонтальный обмен воздухом сопутствуют повышению в нем содержания влаги. В сочетании с интенсивными вертикальными токами это приводит к значительному увеличений общего количества облаков. Оно происходит не только в результате появления орографических волновых облаков и расширения фронтальных облачных систем, но, главным образом, вследствие увеличения конвективных форм облаков в теплый период года. В холодное время года, когда горы сплошь покрыты снегом, преобладает ясная, погода или наблюдается облачность фронтального характера. Горные районы отличаются повышенным числом дней с туманами. В горной местности облака, образовавшиеся у поверхности склонов, относятся к туманам. Особенно часто туманы образовываются на склонах, обращенных в сторону теплых влажных ветров. Здесь создаются благоприятные условия для образования туманов вследствие вынужденного подъёма теплого влажного воздуха по склонам гор и адиабатического охлаждения его. В ночные часы в горах часто наблюдаются радиационные туманы. Над ледниками образуются туманы охлаждения. Горные районы отличаются повышенным числом дней с туманами. В горной местности облака, образовавшиеся у поверхности склонов, относятся к туманам. Особенно часто туманы образовываются на склонах, обращенных в сторону теплых влажных ветров. Здесь создаются благоприятные условия для образования туманов вследствие вынужденного подъёма теплого влажного воздуха по склонам гор и адиабатического охлаждения его. В ночные часы в горах часто наблюдаются радиационные туманы. Над ледниками образуются туманы охлаждения. Рельеф оказывает огромное влияние на пространственно-временное распределение осадков и на изменение всех их основных характеристик (количество, продолжительность, интенсивность). По данным О. А. Дроздова и Л. П. Кузнецовой в условиях даже холмистого рельефа увеличение осадков происходит на 10-15 % на 100 м поднятия (это так называемые плювиометрические градиенты). Увеличение осадков в горах с высотой идет лишь до известного предела в зависимости от географических условий, времени года, метеорологических условий осадкообразования (положение уровня конденсации и др.), особенностей климата и циркуляционных процессов. Рельеф оказывает огромное влияние на пространственно-временное распределение осадков и на изменение всех их основных характеристик (количество, продолжительность, интенсивность). По данным О. А. Дроздова и Л. П. Кузнецовой в условиях даже холмистого рельефа увеличение осадков происходит на 10-15 % на 100 м поднятия (это так называемые плювиометрические градиенты). Увеличение осадков в горах с высотой идет лишь до известного предела в зависимости от географических условий, времени года, метеорологических условий осадкообразования (положение уровня конденсации и др.), особенностей климата и циркуляционных процессов. Количество осадков и высота зоны их максимума в горах зависят от ориентации склонов по отношению к влагонесущим потокам. Обычно осадков гораздо больше выпадает на склонах, обращенных в сторону влажных ветров. Так, на наветренном склоне Западных Гат (Индия) под воздействием муссона среднегодовое количество осадков достигает 2000-3000 мм, а в отдельных местах - до 6700 мм. На противоположном подветренном склоне этих гор оно составляет всего 700 мм. Установлено (О. А. Дроздов и др.), что под влиянием орографии возникают три специфические зоны трансформации поля осадков, которые существенно отличаются по количеству осадков и характеру термодинамических процессов, их обусловливающих:1) область предвосхождения (или „подпруживания"), характеризующаяся образованием максимума осадков у подножия горы (до подъема по склону);2) область увеличения осадков на наветренном склоне, возникающая при вынужденном подъеме воздуха (в основном это западные склоны в умеренных широтах и восточные в тропических); 3) „дождевая тень" - область уменьшения осадков вследствие нисходящих потоков на подветренных склонах или внутригорных котловинах. Орографическая конвекция, связанная с задержкой потока, при большой относительной влажности способствует дополнительной конденсации и выпадению осадков. Эти процессы проявляются по-разному в зависимости от типа климата. В умеренном поясе увеличение осадков в зоне предвосхождения не превышает роста осадков по склонам гор, где и выпадает их максимальное количество. В тропических широтах обычно в зоне предвосхождения выпадает наибольшее количество осадков, а на склонах гор оно уменьшается.Атмосферные осадки являются источником снегонакопления в горах и питания ледников. Ледники в свою очередь определяют сток рек, водозапасы, водный баланс территорий и тем самым влияют на многие стороны хозяйственной деятельности человека. В горных районах возникают довольно часто неблагоприятные гидрометеорологические и стихийные явлений. Это обильные осадки, грозы и град, сели и наводнения, снегопады и снежные лавины, гололед, сильные ветры и т. д., Орографическая конвекция, связанная с задержкой потока, при большой относительной влажности способствует дополнительной конденсации и выпадению осадков. Эти процессы проявляются по-разному в зависимости от типа климата. В умеренном поясе увеличение осадков в зоне предвосхождения не превышает роста осадков по склонам гор, где и выпадает их максимальное количество. В тропических широтах обычно в зоне предвосхождения выпадает наибольшее количество осадков, а на склонах гор оно уменьшается.Атмосферные осадки являются источником снегонакопления в горах и питания ледников. Ледники в свою очередь определяют сток рек, водозапасы, водный баланс территорий и тем самым влияют на многие стороны хозяйственной деятельности человека. В горных районах возникают довольно часто неблагоприятные гидрометеорологические и стихийные явлений. Это обильные осадки, грозы и град, сели и наводнения, снегопады и снежные лавины, гололед, сильные ветры и т. д., Основной и общей для всех горных областей особенностью является вертикальная зональность климата или последовательная смена климатических зон по мере поднятия вверх. Это связано прежде всего с общей закономерностью убывания с высотой температуры воздуха и уменьшения его влагосодержания. С высотой возрастает суровость климата и соответственно изменяются ландшафтные зоны. Горные области существенно влияют на поле ветра в пограничном слое. Горы задерживают воздушные массы и изменяют направление их движения. Они не только механически возмущают макроградиентный поток, но и создают благоприятные условия для развития местных ветров. Скорость и направление ветра заметно изменяются под влиянием местных условий и могут резко отличаться даже на близкорасположенных станциях.

Понятие микроклимата. Климатические особенности пересечённой местности, лесов и т.д.

Под местными ветрами понимают ветры, характерные только для определенных географических районов. Происхождение их различно. Во-первых, местные ветры могут быть проявлением местных циркуляций, возникающих в системе общей циркуляции атмосферы при слабых крупномасштабных воздушных течениях. Таковы, например, бризы по берегам морей и больших озер. Различия в нагревании суши и воды днем и ночью создают вдоль береговой линии при слабых воздушных течениях общей циркуляции местную циркуляцию. При этом в приземных слоях атмосферы ветер дует днем с моря на более нагретую сушу, а ночью — с охлажденной суши на море. Характер местной циркуляции имеют также горно-долинные ветры. Во-вторых, местные ветры могут представлять собой местные изменения (возмущения) течений общей циркуляции атмосферы под влиянием орографии или топографии местности. Таков, например, фен — теплый ветер, дующий по горным склонам в долины и возникающий, когда течение общей циркуляции переваливает через горный хребет. Влиянием орографии объясняется и бора с различными ее разновидностями. Рельеф местности может создавать также усиление ветров в некоторых районах до скоростей, значительно превышающих скорости в соседних районах. Примером служат ветры горных проходов, ущельевые и горловинные ветры, возникающие при орографических сужениях в устье долин. Такие локально усиленные ветры того В-третьих, местными ветрами называют и такие сильные или обладающие особыми свойствами ветры в некотором районе, которые, по существу, являются течениями общей циркуляции. Интенсивность их проявления и их характерность для данного географического района являются следствием самого механизма общей циркуляции, самого географического распределения синоптических процессов. В этом значении называют местным ветром, например, сирокко на Средиземном море. Кроме сирокко известны многочисленные местные ветры в различных местах Земли, носящие особые названия, такие, как самум, хамсин, афганец и пр. или иного направления известны в разных районах под разными названиями. Горно-долинные ветры. В долинах горных систем наблюдаются ветры с суточной периодичностью, сходные с бризами. Это горно-долинные ветры. Днем долинный ветер дует из устья долины вверх по долине, а также вверх по горным склонам. Ночью горный ветер дует вниз по склонам и вниз по долине, в сторону равнины. Горно-долинные ветры хорошо выражены во многих долинах Альп, Кавказа, Тянь-Шаня, Памира и в других горных странах, главным образом в теплое полугодие. Вертикальная мощность их значительная и измеряется средней высотой хребтов, образующих борта долины: ветры заполняют все поперечное сечение долины, иногда достигают 10 м/с и более. Днем поверхность склонов гор теплее прилегающего воздуха. Поэтому воздух в непосредственной близости к склону нагревается сильнее, чем воздух, расположенный дальше от склона, и в атмосфере устанавливается горизонтальный градиент температуры, направленный от склона в свободную атмосферу. Более теплый воздух у склона начинает подниматься по склону вверх, как при конвекции в свободной атмосфере. Такой подъем воздуха по склону приводит к усиленному возникновению кучевых облаков над хребтами, образующими борта долины. Ночью при охлаждении склонов условий меняются на обратные и воздух стекает по склонам вниз. Облачность в адиабатически нагревающихся нисходящих потоках испаряется. Смена ветров особенно проявляется летом, в ясную погоду. Ледниковые ветры. Ветер, дующий вниз по леднику в горах, называется ледниковым. Этот ветер не имеет суточной периодичности, так как температура поверхности ледника в течение всех суток ниже температуры воздуха. Воздух охлаждается более всего у поверхности ледника. Над льдом господствует инверсия температуры, и холодный воздух стекает вниз. Над некоторыми ледниками Кавказа скорость ледникового ветра 3—7 м/с. Вертикальная мощность потока ледникового ветра порядка нескольких десятков, в особых случаях — сотен метров. Явление ледниковых ветров в громадных размерах представлено над ледяным плато Антарктиды, где над постоянным снежным и ледяным покровом на периферии материка возникают стоковые ветры (чаще всего юго-восточные) — перенос выхоложенного воздуха по наклону местности в сторону океана. Так как кроме барического градиента на этот перенос воздуха влияет сила тяжести, то по мере приближения воздуха к береговой линии в нижних 100—200 м могут развиваться очень большие скорости ветра (до 20 м/с и более), с резко выраженной порывистостью. Вместе с сильными ветрами, вызываемыми постоянным прохождением глубоких циклонов вокруг материка Антарктиды, стоковые ветры делают многие районы побережья Антарктиды самыми ветреными местами на земном шаре. Фён. Фёном называется теплый, сухой порывистый ветер, дующий временами с гор в долины. Температура воздуха при фёне значительно и быстро повышается, а относительная влажность резко падает. В начале фёна могут наблюдаться резкие и быстрые колебания температуры и влажности вследствие встречи теплого воздуха фена с холодным воздухом, заполняющим долины. Порывистость фёна указывает на сильную турбулентность фёнового потока. Продолжительность фёна может быть от нескольких часов до нескольких суток.Фён может возникнуть в любой горной системе. На Кавказе, в Крыму, на Алтае, в Альпах, в Якутии, западной Гренландии, на восточных склонах Скалистых гор (чинук) и во многих других горных системах. О повторяемости фенов можно судить по следующим средним годовым числам дней с фёнами: в Кутаиси — 114, в Тбилиси — 45, во Владикавказе — 36, на Телецком озере —до 150, в Инсбруке (Австрия) — 75. Фён может возникнуть, если воздушное течение общей циркуляции пересекает хребет достаточной высоты. С подветренной стороны воздух оттекает от хребта, а в создавшееся разреженное пространство устремляется воздух вышележащих слоев. Высокая температура при фене обусловлена его адиабатическим нагреванием при нисходящем движении. Вертикальный градиент температуры в набегающем потоке почти всегда меньше сухоадиабатического, т. е. меньше 1°С/100 м. Воздух фена, спускающийся по горным склонам в долину, нагревается сухоадиабатически, т. е. на 1°С на каждые 100 м спуска. Поэтому в долину он приходит с более высокой температурой, чем температура воздуха, ранее занимавшего долину. Температура фёнового воздуха тем выше, чем больше высота, с которой он опускается. Относительная влажность в нем понижается по мере роста температуры. Фён может возникнуть, если воздушное течение общей циркуляции пересекает хребет достаточной высоты. С подветренной стороны воздух оттекает от хребта, а в создавшееся разреженное пространство устремляется воздух вышележащих слоев. Высокая температура при фене обусловлена его адиабатическим нагреванием при нисходящем движении. Вертикальный градиент температуры в набегающем потоке почти всегда меньше сухоадиабатического, т. е. меньше 1°С/100 м. Воздух фена, спускающийся по горным склонам в долину, нагревается сухоадиабатически, т. е. на 1°С на каждые 100 м спуска. Поэтому в долину он приходит с более высокой температурой, чем температура воздуха, ранее занимавшего долину. Температура фёнового воздуха тем выше, чем больше высота, с которой он опускается. Относительная влажность в нем понижается по мере роста температуры. Особенно сильное повышение температуры при фене бывает тогда, когда воздух, в котором развивается фен, с самого начала очень теплый, например при перетекании через хребет тропического воздуха за теплым фронтом. Высокая температура воздуха дополнительно повышается адиабатически при нисходящем движении. Эффект повышения температуры особенно велик, если до фена воздух в долине был сильно выхоложен излучением. В Монтане (Скалистые горы) однажды в декабре температура повысилась с -40 до +4°С в течение 7 ч. Продолжительный и интенсивный фен может привести к бурному таянию снега в горах, к повышению уровня и разливам горных рек, сходу снежных лавин и т.д. Летом фен вследствие высокой температуры и сухости может губительно действовать на растилетних фенах листва деревьев высыхает и опадает. На северных склонах Копетдага известен ветер гармсиль, представляющий фен, развивающийся в тропическом воздухе, текущем из Иранского нагорья и переваливающем через хребет. Температуры при гармсиле достигают 48—49°С, а относительная влажность опускается до 4—5%. При гармсиле растения не успевают транспирировать влагу и завядают. Фен может наблюдаться и в арктическом воздухе, если последний, например, перетекает через Альпы или Кавказ и опускается по южным склонам. Даже в Гренландии стекание воздуха с трехкилометровой высоты ледяного плато создает очень сильные повышения температуры. В Исландии при фенах наблюдались повышения температуры почти на 30°С за несколько часов. Бора. Борой называется сильный холодный и порывистый ветер, дующий с низких горных хребтов в сторону достаточно теплого моря. Бора с давних пор известна в районе Новороссийской бухты на Черном море и на Адриатическом побережье Югославии, а также в районе Триеста. Сходные явления обнаружены на Новой Земле и в некоторых других местах. К типу боры относится и сарма близ Ольхонских ворот на Байкале. Достаточное сходство с борой по происхождению и проявлениям имеют норд в районе Баку, мистраль на Средиземноморском побережье Франции (с Севенн в долину Роны), нортсер в Мексиканском заливе. Бора возникает в тех случаях, когда холодный фронт подходит к прибрежному хребту. Холодный воздух сразу же переваливает через невысокий хребет (не более 1000 м). Низвергаясь вниз по горному хребту под дейстием силы тяжести, воздух приобретает значительную скорость: в Новороссийске в январе скорость ветра при боре в среднем выше 20 м/с. Падая на поверхность воды, этот нисходящий поток вызывает штормовой ветер, создающий сильное волнение. При этом резко понижается температура воздуха, которая до начала боры была над теплым морем достаточно высокой. Падая вниз, воздух боры адиабатически нагревается, как и при фене. Но высота хребта небольшая, а первоначальная температура вторгающегося холодного воздуха более низкая в сравнении с температурой воздуха, ранее располагавшегося над местностью. Продолжительность боры 1-3 суток, многолетнее число дней с борой в Новороссйске=46, наблюдается чаще с ноября по март.

Микроклимат.

Основные преобразования солнечной энергии происходят вблизи подстилающей поверхности почвы или воды в слое, называемом деятельным слоем. Неоднородность строения этого слоя ведет к различиям метеорологического режима, которые даже в близкорасположенных пунктах иногда весьма значительны. К неоднородностям относят различные формы рельефа, типы почвы, растительность и пр. Микроклимат - местные особенности климата, обусловленные неоднородностью строения деятельной поверхности. Микроклимат - местные особенности в режимных метеорологических величинах, обусловленные неоднородностью строения подстилающей поверхности и существенно меняющиеся уже на небольших расстояниях, но наблюдающиеся в пределах одного типа климата. Это значит, что в одном и том же географическом районе с одним общим типом климата наблюдаются различные микроклиматы над большими участками подстилающей поверхности в зависимости от ее строения и свойств. Над лугом и соседним лесом, над пашней и болотом, над ровной степью и вблизи озера и в отдалении от него совокупность атмосферных условий будет в определенной степени различаться. Это значит, что в указанных местах при одном и том же типе климата будет разный микроклимат. Микроклиматические различия зависят от мелкомасштабных различий в строении и свойствах подстилающей поверхности. В создании микроклиматических различий играют роль экспозиция подстилающей поверхности относительно стран света, мелкомасштабные неровности рельефа, большая или меньшая влажность почвы, характер и особенности растительного покрова и т. п. Эти различия в подстилающей поверхности определяют различия в поглощенной радиации, эффективном излучении и радиационном балансе поверхности, а также в условиях турбулентного теплообмена между подстилающей поверхностью и атмосферой. В результате наблюдаются микроклиматические различия в режиме температуры и влажности воздуха, в испарении. Микрорельеф и различия в шероховатости земной поверхности могут создавать и микроклиматические различия в режиме ветра. В зависимости от масштабов горизонтальной протяженности неоднородностей строения деятельной поверхности некоторые авторы кроме микроклимата выделяют еще и местный климат, или мезоклимат, как промежуточное звено между макроклиматом и микроклиматом. Е.Н.Романова предложила критерии разделения мезо- и микроклиматов. Микроклимат пересечённой местности. Мезо- и микрорельеф земной поверхности, т. е. неровности поверхности с разностями высот порядка метров или десятков метров, влияет на микроклимат (и местный климат) в основном так же, как крупномасштабный рельеф влияет на общие условия климата. Однако есть и различия, обусловленные тем, что разности высот в данном случае малы и потому высота над уровнем моря не имеет существенного значения.Основная роль в микроклимате пересеченной местности принадлежит эскпозиции, т. е. ориентировке склонов относительно стран света, а также формам рельефа. Склоны разной экспозиции прогреваются по-разному, что, в свою очередь, сказывается на температуре воздуха и может отразиться на характере растительности, сроках зацветания и др. Разности температур на южных и северных склонах холмов в ясную погоду днем могут достигать у земной поверхности нескольких градусов, но на высоте будки это будет всего несколько десятых долей градусов. В пасмурную погоду различия более или менее сглаживаются. Колебания температуры в вогнутых формах рельефа (низины, лощины) больше, чем на выпуклых (вершины холмов): дневные температуры повышаются, а ночные понижаются. Особенно велики различия в минимальных температурах (даже в будке разности абсолютных минимумов могут достигать 15°С); в максимальных температурах они меньше. Это явление объясняется стоком холодного воздуха по склону местности или штилем в низинах ночью и уменьшением обмена воздуха в низинах днем. В связи с увеличением суточной амплитуды температуры в низких местах увеличивается на несколько процентов и суточная амплитуда относительной влажности; увеличивается повторяемость росы, инея, поземных туманов. Воздух обтекает препятствия. Поэтому перед холмом и на боковых его склонах скорость ветра возрастает, а за холмом убывает; там также могут возникать подветренные вихри. Вертикальные движения воздуха над пересеченной местностью усиливаются. Это может сказаться на увеличении осадков. Расчлененная местность влияет и на распределение осадков. На наветренных склонах и вблизи вершин возвышенностей осадки убывают, так как скорость падения мелких капель там замедляется восходящим движением воздуха; на подветренных склонах осадки увеличиваются вследствие ослабления ветра или появления нисходящих составляющих скорости, увеличивающих скорость падения капель. Через ветер рельеф местности влияет на распределение снежного покрова. На вершинах холмов и отчасти на наветренных склонах мощность покрова меньше, а в низинах, куда сносится снег с окружающих склонов, накапливаются сугробы. Весеннее таяние снега происходит быстрее всего на вершинах холмов и на южных склонах, где больше приток солнечной радиации. Микроклимат леса. Под пологом леса создается свой микроклимат или местный климат, существенно отличный от условий в окружающей открытой местности. Сквозь кроны леса солнечная радиация проникает в ослабленной степени; в густом лесу вся или почти вся радиация будет рассеянной, а интенсивность ее — малой. Соответственно убывает и освещенность под пологом леса. Роль деятельной поверхности в лесу переходит к кронам. Температура днем будет максимальной непосредственно над кронами леса, где она значительно выше, чем на том же уровне в открытой местности. Внутри леса днем (в летнее время) температура значительно ниже, чем над кронами. Ночью кроны сильно охлаждаются излучением, потому максимум температуры по вертикали наблюдается в это время на высоте 1—2 м над ними, а минимум температуры не на уровне крон, а внутри леса, так как холодный воздух стекает с высоты крон вниз. Как радиационный, так и тепловой режим в лесу зависит от возраста и сомкнутости леса, от пород деревьев и прочих биологических факторов. Летом в лесу днем холоднее, чем в поле, ночью — теплее. Зимой условия сложнее, но в общем разность температуры между лесом и полем почти отсутствует. В среднем годовом лес несколько холоднее, чем поле. Годовые амплитуды температуры в лесу немного меньше. Относительная влажность в лесу выше, чем в поле, на несколько процентов. При встрече ветрового потока с лесом воздух в большей части обтекает лес сверху. Поэтому над кронами скорость ветра сильнее, чем на той же высоте в открытой местности. Внутри леса по мере удаления от опушки скорость ветра уменьшается. В вертикальном направлении скорость ветра особенно сильно убывает в пределах крон. Под кронами ветер равномерно слабый, а в пределах нижнего метра над земной поверхностью скорость ветра убывает до нуля. Лес может несколько увеличивать осадки над данным лесным районом и в его окрестностях за счет увеличения шероховатости подстилающей поверхности. Лес вызывает подъем воздуха, переходящего с поля на лес, увеличивает турбулентность, а тем самым усиливает и конденсацию. По некоторым расчетам, увеличение осадков лесом может составлять десятки миллиметров за год. Вероятно, играет роль не только общая площадь облесенности, но и протяженность лесных опушек. Т.е. чем пятнистее распределение леса, тем больше его влияние на выпадение осадков. Снег распределяется в лесу равномернее, чем в открытом месте, и плотность его в лесу меньше вследствие ослабления ветра. Таяние снега в лесу замедлено, а почва под высоким и рыхлым снежным покровом промерзает на меньшую глубину, чем в поле.